1. Сведения о месторождениях полезных ископаемых 3 страница

Помимо температуры и давления, важными физико-химическими параметрами рудо образующих систем являются кислотность- щелочность среды (рН), окислительно-восстановительный потенциал (Ей), режим углекислоты, серы, химическая активность ионов.

2.3. Источники вещества и способы его отложения

Источники вещества, из которого формируются полезные мине­ральные массы месторождений, достаточно разнообразны. Основными из них считаются следующие: 1) магматические расплавы корового или мантийного происхождения; 2) газовые, газово-жидкие и жидкие растворы, которые могут отделяться от магмы на определенных стади­ях ее эволюции или возникать вне связи с магматическими расплава­ми; среди растворов немагматического генезиса следует назвать обра - зующиеся путем дегазации из глубоких частей земной коры и верхней мантии («трансмагматические растворы» по Д. С. Коржинскому), а также минерализованные поверхностные и подземные воды; 3) горные породы различного происхождения, подвергающиеся механическому и химическому воздействию в экзогенных или эндогенных условиях и составляющие ту геологическую среду, в которой осуществляется пе­ремещение расплавов и растворов, активно взаимодействующих с ней и заимствующих при этом многие ценные компоненты; 4) продукты жизнедеятельности различных животных и растительных организмов;

5) вещество космического происхождения.

Особо необходимо отметить способ отложения вещества при об­менных химических реакциях растворов с боковыми породами (процесс метасоматоза), наиболее широко распространенный при формировании контактово-метасоматических месторождений. Массоперенос здесь имеет фильтрационно-диффузионный характер, а возникающие залежи полез­ных ископаемых являются телами замещения.

Все вышеизложенное указывает на чрезвычайную сложность формирования месторождений полезных ископаемых, большое разно­образие геологических и физико-химических условий, определяющих процессы рудогенеза.

3. МАГМАТИЧЕСКИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

3.1. Условия образования

Магматические месторождения формируются в процессе диффе­ренциации и кристаллизации рудоносной магмы ультраосновного, ос­новного или щелочного состава при высокой температуре (1500-700 °С), высоком давлении и на значительных глубинах (3-5 км и более). Ос­новным источником рудообразующих элементов магматических ме­сторождений является, видимо, вещество верхней мантии Земли.

В ходе становления интрузивных массивов происходила диффе­ренциация вещества двух типов: ликвационная и кристаллизационная. В первом случае магматический расплав разделялся на рудную и сили­катную части до кристаллизации, во втором - в процессе кристаллиза­ции. В обоих случаях из-за разной плотности жидких и твердых фаз расплава осуществлялась их гравитационная дифференциация.

В соответствии с основными направлениями дифференциации ру­доносных магматических расплавов выделяют три класса собственно магматических месторождений: ликвационные, раннемагматические кри­сталлизационные и позднемагматические кристаллизационные.

Ликвационные месторождения формируются в результате лик­вации, т. е. разделения магмы рудно-силикатного состава при охлаж­дении на две несмешивающиеся смеси - рудную (сульфидную) и си­ликатную - и их последующей обособленной кристаллизации. Глав­ными геохимическими факторами ликвации магмы являются следую­щие: концентрация серы; общий состав магмы, особенно содержание в ней железа, магния и кремния; содержание меди, никеля и других халькофильных элементов в силикатной фазе.

В начале ликвации сульфидная смесь принимает форму мелких каплевидных шариков, рассеянных в силикатной массе. Шарики сли­ваются в полосы, гнезда, часть из которых благодаря высокой плотно­сти погружается в придонные части магматической камеры. Так воз­никают висячие, донные и пластовые залежи. Основная часть суль­фидного расплава кристаллизуется после силикатного. Поэтому неред­ко рудные тела имеют эпигенетический характер, образуют секущие жилы и залежи сплошных руд среди материнских пород.

Раннемагматические месторождения формируются в результате более ранней или одновременной с силикатами кристаллизации руд­ных минералов, т. е. благодаря обособлению твердой фазы в магмати­ческом расплаве. Первичная кристаллизация типична для хромита, металлов платиновой группы, алмазов, редкометалльных (циркон) и редкоземельных (монацит) минералов. Выкристаллизовавшиеся руд­ные минералы благодаря высокой плотности опускаются в жидком силикатном расплаве на дно магматической камеры. Здесь они пере­мещаются под действием гравитации и конвекционных токов, образуя обогащенные участки (сегрегации). Эти участки по составу близки вмещающей породе, отличаются только повышенным содержанием рудных компонентов.

Позднемагматические месторождения формируются из оста­точного рудного расплава, в котором концентрируется основная масса ценных компонентов. В месторождениях данного типа первыми кри­сталлизуются породообразующие силикатные минералы. Остаточный расплав под влиянием тектонических движений, внутренних напряже­ний и летучих компонентов заполняет в почти затвердевшей интрузии трещины, различные пустоты и промежутки между зернами силикат­ных минералов. При этом развивается сидеронитовая структура, ко­гда рудный минерал как бы цементирует зерна силикатов.

К позднемагматическим отнесены и карбонатитовые месторож­дения. Карбонатитами называют эндогенные скопления карбонатов, обособление которых завершает длительный процесс становления сложных массивов ультраосновных - щелочных пород.

Месторождения магматического происхождения залегают пре­имущественно в массивах дифференцированных интрузивных пород. В геосинклинальных зонах формируются ранне- и позднемагматиче­ские месторождения хромитов и платиноидов, связанные с перидоти­тами, а также позднемагматические титаномагнетитовые месторожде­ния, приуроченные к габбро-дунит-пироксенитовым породам. На платформах ликвационные магматические месторождения приурочены к интрузиям основных и ультраосновных пород; алмазоносные ким­берлиты принадлежат к образованиям ультраосновного типа; поздне­магматические месторождения апатитовых, апатит-магнетитовых и редкоземельных руд ассоциируют с щелочными породами.

3.2. Типы месторождений

Раннемагматические месторождения

Для раннемагматических месторождений, образующихся в ран­ний период кристаллизации магмы, почти одновременно с вмещаю­щими интрузивными породами характерны следующие особенности:

1) постепенные контакты между рудой и вмещающими порода­ми (поэтому их оконтуривание проводится по данным опробования);

2) преимущественно неправильная форма рудных тел - гнезда, линзы, сложные плитообразные залежи, трубообразные тела;

3) преимущественно вкрапленные текстуры и кристаллически зернистые структуры руд.

К этому классу принадлежат зоны вкрапленности и шлирообразные скопления хромитов в перидотитовых и дунитовых расслоенных ин­трузивах (Ключевское месторождение на Урале, Бушвельд и Великая Дайка в Южной Африке), а также титаномагнетитовые руды в габб- роидах и графитовые месторождения в щелочных породах (Ботоголь- ское в Восточном Саяне, месторождения Канады, Испании, Австралии).

Главным представителем промышленных раннемагматических месторождений считаются коренные месторождения алмазов в ким­берлитах. Они приурочены к активизированным зонам древних плат­форм - Сибирской (Якутия), Африканской (ЮАР, Танзания, Конго), Индийской, Австралийской и др.

Всего на земном шаре выявлено более 1600 кимберлитовых тру­бок, но только часть их алмазоносна. Алмазоносные кимберлиты за­полняют крутопадающие цилиндрические или овальные полости, сла­гая трубообразные тела. Размеры трубок в поперечном сечении изме­няются от нескольких метров до нескольких сотен метров; на глубину они прослеживаются до 1 км, Распределение алмазов внутри трубок достаточно равномерное. Среднее содержание алмазов в кимберлитах не превышает 0,5 кар. (1 карат = 0,2 г) на 1 м³ породы. Среди кимбер­литовых трубок известны очень крупные с запасами алмазов в десятки миллионов карат.

Позднемагматические месторождения

Всем позднемагматическим месторождениям присущи следую­щие общие черты:

1) преимущественно эпигенетический характер рудных тел, имеющих форму секущих жил, линз и труб;

2) сидеронитовые структуры, преобладание массивных руд над вкрапленными;

3) крупные размеры рудных тел, значительные масштабы ме­сторождений достаточно богатых руд.

К позднемагматическим относятся следующие типы месторождений:

1) хромитовые в серпентинизированных дунитах и перидотитах

- на Урале (Кемпирсайское, Алапаевское, Сарановское), в Закавказье (Шоржинское), в Швеции, Норвегии;

2) титаномагнетитовые в массивах габбро-перидотит-дунитового состава - на Урале (Кусинское, Качканарское, Гусевогорское), в Каре­лии (Пудожгорское), на Горном Алтае (Харловское), в Забайкалье (Чи- нейское), Норвегии (Телнесс), Швеции (Таберг), США, Канаде;

3) платиновые в дунитах, перидотитах и пироксенитах - на Ура­ле (Нижне-Тагильское), в ЮАР (Бушвельд);

4) апатит-нефелиновые, связанные с массивами щелочных пород

- на Кольском полуострове (Хибины), в Восточной Сибири (Горяче­горское, Кия-Шалтырское).

Промышленное значение особенно высоко для хромита, титано- магнетита и апатита, почти вся мировая добыча которых обеспечива - ется за счет месторождений перечисленных типов позднемагматиче­ского генезиса.

Месторождения хромитов приурочены к массивам ультраос- новных пород, в той или иной степени дифференцированных по соста - ву и серпентинизированных.

Массивы имеют форму лакколитов, лополитов и силлов. Обычно их основание сложено серпентинизированными дунитами, в которых и распо­лагаются рудные тела, представленные жилами, линзами, трубами, гнезда­ми и полосами массивных и вкрапленных руд. Текстуры руд полосчатые, пятнистые, нодулярные, брекчиевые и вкрапленные. Структуры мелко- и среднезернистые. Руды сложены хромшпинелидами, магнетитом, тальком, карбонатами, иногда оливином и пироксеном.

Месторождения титаномагнетитов чаще всего генетически связаны с габбро-пироксенит-дунитовыми массивами. Рудные тела, размещение которых контролируется элементами протомагматической тектоники и более поздними разрывными нарушениями (рис. 3.1), имеют форму жил, линз, гнезд, шлиров.

Текстуры руд массивные, полосчатые, пятнистые, вкрапленные. Наиболее типичной структурой является сидеронитовая. Основные минералы руд - титаномагнетит и ильменит. Нерудные минералы представлены пироксеном, амфиболом, основными плагиоклазами, хлоритом, реже биотитом и гранатами.

Рис. 3.1. Тектонический контроль размещения оруденения (разрез Кусинского месторождения по Д.С. Штейнбергу): /-сплошной титаномагнетит; 2-карбонатные породы;

3-гранито-гнейсы;

4-габброамфиболиты; 5-тектонические нарушения; 6-скважины и направления структурных элементов

Апатит-нефелиновые месторождения генетически связаны с мас­сивами щелочных пород. Уникальными среди них считаются место­рождения Хибинского щелочного массива на Кольском полуострове.

Массив относится к платформенным образованиям и имеет форму ло- полита конического строения, залегающего среди древних гнейсов и сланцев. Он сформировался в результате последовательного внедрения хибинитов, нефелиновых сиенитов и пород ийолит-уртитового ряда. С последними генетически и пространственно связаны наиболее круп­ные залежи апатитовых руд, создающие в плане кольцо крупных линз.

Руды состоят из апатита, нефелина, магнетита, ильменита, сфена, пи­роксена. Они являются комплексными, содержащими промышленные кон­центрации фосфора, алюминия, титана и редких элементов.

Особый тип позднемагматических образований составляют кар- бонатитовые месторождения. Большинством исследователей они выделяются в самостоятельную группу, однако их тесная пространст­венная и генетическая связь со сложными интрузивами ультраоснов­ных - щелочных пород, обособление полезных минеральных масс на конечных стадиях развития данных интрузий позволяет включить их в описываемый класс месторождений.

Карбонатитовые месторождения сравнительно редки и содержат весьма специфический комплекс полезных компонентов, интерес к которым проявился относительно недавно. К настоящему времени об­наружено около 200 массивов карбонатитоносных ультраосновных - щелочных пород. Они известны в Карелии, на Кольском полуострове, в Восточной Сибири, Приморье США, Канаде, Бразилии, ФРГ, Шве­ции, Норвегии, Финляндии, Гренландии, Австралии, Индии, Афгани­стане, Африке.

Интрузивы имеют концентр ически-зональное строение. Это мо­гут быть штоки, в также системы кольцевых и полукольцевых даек, трещинные линейно-вытянутые массивы, тела сложной формы. В ти­пичных случаях центральные части массивов сложены щелочными породами, которые окаймлены зоной ультраосновных пород, далее следует зона гнейсов, затем - зона мета-соматически измененных по­род (фенитов).

Залежи карбонатитов образуют штоки, конические дайки и ради­альные дайки (рис. 3.2). Размеры рудных тел различные: поперечное сечение штоков от нескольких сотен метров до 10 км, длина даек по простиранию - от сотен метров до 1-2 км.

Карбонатиты имеют весьма важное промышленное значение. С ними связаны основные ресурсы тантала, ниобия, редких земель, существенные запасы титана, железных руд, флюорита, флогопита, апатита и др.

С карбонатитами связаны апатит-магнетитовые, флогопитовые, а также месторождения редких металлов и редкоземельных элементов (США, Канада, Бразилия, Африка).

Рис. 3.2. Схема геологического строения карбона- титового месторождения: 1 - щелочные породы; 2 - ультраосновные породы; 3 - гнейсы;

+

4­

+

'■+

;+\\ + + + *. +■. ' + + +

+ +';;+■'

+ +’‘'

’+

+

+ ' ’ + ■+ + + 4- 4- + 4-

+

4 - метасоматически измененные сланцы;

5- 6 - карбонатиты:

■~рг- +-. • *+**•+ +

5 - шток; 6 - жилы (дайки)

-Ь 4- + +

4- 4- + +

+ + 4- +

+ 4- + +

Ликвационные месторождения

К ликвационным относятся только пентландит-халькопирит- пирротиновые (сульфидные медно-никелевые) месторождения в ос­новных и ультраосновных интрузивных породах. Месторождения до­вольно редки, но имеют весьма важное промышленное значение. Они формировались лишь в пределах тектонически активизированных уча­стков древних платформ, где пространственно и генетически связаны с дифференцированными интрузивными массивами габбродолеритов, норитов, пироксенитов и перидотитов.

Рудоносные массивы представлены лополитами, пластовыми и сложными залежами, а их размещение контролируется глубинными разломами и синклинальными структурами осадочного чехла плат­форм. Протяженность интрузий измеряется километрами, а мощность - десятками метров. Вмещающими для интрузий являются осадочные и вулканогенно-осадочные породы. Интрузивы, несущие оруденение, как правило, расслоены и более кислые породы сменяются более ос­новными сверху вниз.

Месторождения приурочены преимущественно к нижним диффе- ренциатам интрузий. По морфологии и условиям залегания выделяют четыре типа сульфидных руд: 1) пластовые висячие залежи вкраплен­ных руд в интрузии; 2) пластовые и линзообразные залежи массивных и прожилково-вкрапленных руд в интрузии и подстилающих породах;

3) линзы и неправильные тела приконтактовых брекчиевых руд;

4) жилы в интрузиях и вмещающих породах (рис. 3.3). Пространствен­ное размещение руд различных типов контролируется составом интру­зивных пород, физико-механическими свойствами вмещающей толщи, развитием тектонических трещин.

Характерной особенностью всех медно-никелевых месторожде­ний является сравнительно простой и выдержанный минеральный и химический состав руд. К главным минералам принадлежат пирротин, пентландит и халькопирит, реже магнетит и кубанит; второстепенные и редкие весьма разнообразны - это минералы золота, серебра и ме­таллов платиновой группы, меди (борнит, халькозин), никеля (милле- рит) и кобальта (никелин) и др. Кроме того, в рудах в тех или иных количествах присутствуют селен, теллур и др.

Руды имеют массивную, брекчиевую, порфировую, прожилково- вкрапленную и вкрапленную текстуры, средне-крупнозернистые структуры.

Рис. 3.3. Схема размещения рудных тел сульфидных медно-никелевых месторождений (по Г.Б. Роговеру): 1-2 - вмещающие породы:

1-осадочные, 2-эффузивные; 3-интрузивные образования; 4-руды: а-вкрапленные, б-донные залежи, в-приконтактовые брекчиевые, г-жилы

К рассматриваемому типу относятся месторождения Краснояр­ского края (Норильск-1, Талнахское, Октябрьское) и Кольского полу­острова (Печенгская группа), в Канаде - районов Садбери (лополит Садбери является крупнейшим зарубежным месторождением - рис. 3.4) и Томпсон, в Южной Африке - Бушвельда и Инсизвы, в Австралии - района Калгурли. Небольшие месторождения этого типа известны в Финляндии, Швеции, Норвегии, США.

Рис. 3.4. Схема геологического строения лополита Садбери в Канаде (по П. Коле- ману): 1 - подстилающие породы;

2 - габбро; 3 - нориты;

4 - породы кровли;

5 - сульфидные месторождения;

6 - разрывные тектонические нарушения

И' Цг ИЗ- ШШ* S⁵ ЕЭ

Таким образом, важнейшая особенность всех магматических ме­сторождений - их тесная связь с конкретными комплексами магмати­ческих пород, что в значительной мере определяет и их поисковые признаки.

1.

4. ПЕГМАТИТОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

4.1. Условия образования

Пегматитами называются своеобразные по минеральному соста­ву, морфологии, структуре и генезису позднемагматические и метасо- матические тела, формирующиеся на завершающих стадиях затверде­вания глубинных массивов. Они занимают промежуточное положение между интрузивными породами и постмагматическими рудными жи­лами.

Пегматиты связаны с материнскими интрузивами пространствен­но, так как располагаются внутри их или в непосредственной близости от них. Они характеризуются тождественностью состава с этими поро­дами, но отличаются от них меньшими размерами тел, их жило- и гнездообразной формой, зональным внутренним строением, неравно­мерной крупно- и гигантозернистой структурой пород, сложным ми­неральным составом, большим количеством минералов, содержащих летучие компоненты-минерализаторы, редкие и редкоземельные эле­менты, наличием признаков замещения ранних минеральных ассоциа­ций более поздними.

Пегматиты свойственны глубинным интрузивным породам любо­го состава. Однако среди них преобладают и имеют ведущее значение гранитные пегматиты, реже встречаются щелочные.

Несмотря на высокую промышленную ценность пегматитов, до сих пор остаются нерешенными многие генетические вопросы. Это объясняется многочисленностью их типов, сложностью расшифровки закономерностей строения и состава, что свидетельствует о формиро­вании пегматитов в широком диапазоне физико-химических и геоло­гических условий.

Расхождение существующих гипотез происходит по следующим пунктам: роль пегматитообразующего магматического расплава и ме­тасоматоза, источник преобразующих растворов, степень замкнутости системы и растворимость летучих соединений (воды и др.) в магмати­ческом расплаве. По этим признакам известные гипотезы можно объе­динить приблизительно в три группы: это гипотезы остаточного рас­плава, метасоматического раствора, остаточного расплава и метасома- тического раствора.

Согласно первой гипотезе, предложенной А.Е. Ферсманом и раз­витой затем К. А. Власовым, А.И. Гинзбургом и другими исследовате­лями, пегматиты являются продуктом затвердевания обособленной от магматического очага остаточной магмы, обогащенной летучими ком­понентами - Н₂О, Р, С1, В, СО₂ и др. Вначале кристаллизуются типич­ные магматические минералы, которые затем подвергаются воздейст­вию летучих минерализаторов, создающих пневматолито­гидротермальные растворы. Первичные минералы частично замеща­ются, возникают новые.

Процесс минералообразования идет в интервале температур от 800-700 до 500-400°С. При этом в каждую фазу пегматитообразования выделяются характерные минералы и соответственно изменяется строение пегматитовых тел.

Гранитные пегматиты делятся по А.Е. Ферсману на пегматиты чистой линии и пегматиты линии скрещения. Первые залегают в гранитах или ана­логичных породах и их состав соответствует таковому материнских пород. Пегматиты линии скрещения образовывались среди пород другого состава. В этих условиях возникали гибридные пегматиты, которые ассимилировали вещество боковых пород, и десилицированные пегматиты, частично отдав­шие кремнезем во вмещающие породы.

В минеральном составе пегматитов преобладают силикаты и оксиды. Гранитные пегматиты чистой линии сложены полевыми шпатами, кварцем и слюдами. Гибридные пегматиты изменяют состав в зависимости от соста­ва ассимилируемых пород и содержат такие минералы, как дистен, силли­манит, роговая обманка, пироксен, сфен и корунд.

Вторая гипотеза отрицает значение остаточного магматического расплава и ведущую роль в становлении пегматитов отдает процессам собирательной перекристаллизации близких к гранитным пегматитам пород (гранитов, аплитов). Под воздействием горячих газово-водных растворов происходят и метасоматические преобразования. Эта точка зрения развита в трудах А.Н. Заварицкого, В.Д. Никитина и др.

Следующая гипотеза имеет компромиссный характер. Ее авторы - Р. Джонс, Е. Камерон, Ф. Хесс и др. - считают, что пегматиты фор­мировались в два этапа: магматический и метасоматический. На пер­вом этапе из расплава кристаллизуются зональные пегматиты, на вто­ром под воздействием газово-водных минерализованных глубинных растворов осуществляется метасоматическая переработка ранее отло­женных минералов с выносом отдельных компонентов. Так возникают метасоматические части пегматитов, содержащие кварц, альбит, мус­ковит, минералы редких металлов.

Особое положение занимает наиболее поздняя гипотеза (Г. Рам- берг, Ю.М. Соколов и др.) метаморфогенного генезиса пегматитов. Согласно этой гипотезе, пегматиты формируются на разных стадиях метаморфического преобразования преимущественно докембрийских пород.

Вероятнее всего, в различной геологической обстановке процесс пегматитообразования может протекать различными путями. Но при этом все пегматитовые месторождения обладают характерным набо­ром геологических, минералогических и геохимических признаков. Это объективное явление известно как принцип конвергентности ме­сторождений.

Преобладающая форма пегматитовых тел - простые плитообраз­ные и сложные жилы; реже встречаются линзы, гнезда и трубообраз­ные тела. Размеры тел весьма разнообразны: мощность колеблется от 10-25 до 50-200 м; длина по падению составляет десятки-сотни мет­ров, по простиранию - сотни метров - километры.

4.2. Типы месторождений

Согласно генетической классификации, пегматитовые месторож­дения делятся на простые, перекристаллизованные и метасоматически замещенные.

Простые пегматиты

По минеральному и химическому составу простые пегматиты со­ответствуют исходным породам. Так, простые гранитные пегматиты содержат кварц, калиевые полевые шпаты, кислые плагиоклазы и при­меси мусковита, турмалина и граната. Они характеризуются письмен­ной (графической) или гранитной структурой без признаков перекри­сталлизации и метасоматоза.

Промышленное значение среди простых пегматитов имеют толь­ко кварц-полевошпатовые месторождения, служащие для получения комплексного керамического сырья. Месторождения керамических пегматитов известны в Карелии (Хетоламбино, Чкаловское, Лупикко), на Кольском полуострове, Украине (Бельчаковское, Глубочанское), в Восточной Сибири (Мамско-Чуйские), в Швеции, Финляндии, Норве­гии, Индии, США, Канаде, Бразилии.

Перекристаллизованные пегматиты

Для перекристаллизованных пегматитов типична разнозернистая крупно- и гигантозернистая структура, сформированная в результате перекристаллизации исходного вещества под воздействием газово­водных растворов. В процессе перекристаллизации возникают круп­ные выделения кварца, калиевого полевого шпата и мусковита (рис. 4.1). Зональность может отсутствовать. Описываемые пегматиты обра­зуют самостоятельные поля или тела среди полей более сложных пегматитов.

ЕЗ² t • -1^ Q Ю 20 30 40см

Рис. 4.1. Строение жилы перс- Miljljl'l кристаллизованного пегматита И||Щ|т (по В.И. ('мирнооу): /-гнейсы:

ЩЙ|)| 2 мелко- и среднезернистые

ЩщЩШ пегматиты: 3-кварц: 4

мусковит

С перекристаллизованными пегматитами связаны мусковит-кварц- полевошпатовые месторождения, являющиеся единственным промыш­ленным источником мусковита. Месторождения этого типа сосредоточе­ны в Мамско-Чуйском районе Восточной Сибири, Карелии (Чупино- Лоухская группа), на Кольском полуострове (Ёнское и Стрельнинское). За рубежом основная добыча мусковита приходится на месторождения пе- рекристаллизованных пегматитов Индии и Бразилии.

Метасоматически замещенные пегматиты

Пегматиты этого типа не только перекристаллизованы, но и ме­тасоматически преобразованы под воздействием горячих газово­водных минерализованных растворов. Для них характерно зональное строение, наличие крупных (до 200 м³) открытых полостей с друзами кристаллов ценных минералов.

В целом они распространены шире перекристаллизованных пег­матитов, но сравнительно редко образуют крупные (по запасам) ме­сторождения. С метасоматически замещенными пегматитами связаны месторождения следующих типов, имеющие важное промышленное значение:

• сподумен-кварц-полевошпатовые (Россия, ЮАР, Канада, США); (разрез одного из зональных пегматитовых тел приведен на рис. 4.2);

• берилл-кварц-полевошпатовые (Россия, Заир, Замбия, Австра­лия, США, Бразилия);

• драгоценных камней - горного хрусталя, аметиста, топаза, ак­вамарина, турмалина (Урал, Казахстан, Украина, Афганистан, Индия, ЮАР, Мадагаскар, Австралия, Бразилия);

• корундовые с его драгоценными разновидностями - сапфиром и рубином - Урал (Карабашское, Борзовское), Индия, Египет, ЮАР, Австралия, Канада, США (Пенсильвания, Северная Каролина).

ПНП/ ГТП2 jjgjj ЦЦ51 у к

SI⁷ И* S3* ЕИ®ЕЗ«

Рис. 4.2. Г еологический разрез тела мета­соматически замещенного пегматита (по Н.А. Солодову): 1 - наносы; 2-10 - зоны пегматитового тела: 2 - блокового кварца;

3 - крупноблокового микроклина II;

4 - мелкопластинчатого альбита;

5 - кварц-сподуменовая; 6 - клевеландит- сподуменовая; 7 - кварц-мусковитовых гнезд; 8 - крупноблокового микроклина I;

9 - гнезд мелкозернистого альбита;

10 - графическая кварц-микроклиновая;

11 - вмещающие породы

Кроме того, с метасоматически замещенными пегматитами свя­заны промышленные месторождения олова, тантала, ниобия, урана, тория. В ряде случаев они служат коренными источниками крупных россыпей касситерита, циркона, драгоценных камней, широко распро­страненных на юге КНР, в Индии и Бразилии.

1. ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

1.1. Условия образования

Гидротермальные месторождения формируются преимуществен­но за счет горячих минерализованных газово-жидких растворов, цир­кулирующих в верхней части земной коры и являющихся производ­ными остывающих магматических тел. Растворы, в которых перено­сятся минеральные вещества и из которых образуются полезные иско­паемые, являются большей частью водными. По физико-химическому состоянию они могут относиться к коллоидным и истинным раство­рам.

Предполагают, что источниками воды гидротермальных раство­ров могут быть воды магматические, метаморфические, захороненные древних осадков, атмосферные глубокой циркуляции. Магматическая или ювенильная вода отделяется от магматических расплавов в процес­се их застывания и формирования магматических горных пород.

Дата добавления: 2015-08-28